土壤湿度作为陆面与能量、物质交换的重要物理量,可以通过改变地表反照率、土壤热容量和感热、潜热通量等,影响和改变地表大气能量与水分交换,进而对大气环流、气温、降水等产生显著影响。土壤湿度偏大时,蒸发量增加,大气中的水汽增多,利于局地降水。此外,土壤湿度的梯度变化会导致海陆温度差异,影响大尺度环流和降水。由于土壤湿度具有较长时间尺度的“记忆性”,在气候变化中被作为前兆信号来研究长期天气预报和短期气候预测(Chahine,1992;李崇银,1995;郭维栋等,2007)。

不少学者通过数值模拟试验诊断来分析土壤湿度和降水的关系。Rowntree and Bolton(1983)和Dimeyer(2000)通过敏感性数值试验指出,土壤湿度增加可使未来的气温降低、降水持续,GCM模式显示在气候的干湿过渡带,土壤湿度对降水预报具有较强的指示作用。Chow et al.(2008)、梁乐宁和陈海山(2010)通过区域气候模式发现长江流域1998年和1995年高原春季土壤偏湿,地表潜热较大,地面温度较低,进而导致东亚季风强度偏强,长江流域降水偏多。沈丹和王磊(2015)利用中尺度模式,选取青藏高原为关键区域,指出湿土壤导致东北、内蒙古东北部以及华东地区降水增多,干土壤导致西北、华北、华中以及西南除四川西部以外的地区降水减小。张雯等(2015)、王静等(2018)利用观测资料分析了高原东部土壤湿度与全国降水的关系,结果表明高原东部地区土壤湿度偏湿,则江淮流域夏季降水偏少。

由于高原地区土壤湿度观测资料缺测较多,且站点观测多集中在个别区域,不足以描述土壤湿度的区域特征及其与大范围气候异常的联系,因此,有研究者围绕土壤湿度再分析资料和卫星反演资料等展开研究。Li et al.(2005)、左志燕和张人禾(2008)、张文君等(2008)通过对比观测得出ERA40资料的空间分布和年际变化同观测资料具有较好的一致性,且对降水的响应好于其他资料;NECP/NCAR R1、NECPDOE R2可以较好地描述季节性变化,但在中国区域空间平均土壤湿度偏大,AMSR-E描述的土壤湿度偏小(王国杰,2018)。拉巴等(2017)、陈涛等(2017)应用MODIS卫星遥感产品和实测资料,建立了西藏藏北地区土壤含水量遥感反演模型,为高原土壤湿度遥感监测提供了可行的方法。

青藏高原作为世界第三极,平均海拔4 000m,被称作全球气候变化的敏感区、关键区,其本身独特的高寒环境已经成为影响东亚乃至全球气候系统的重要因素。由于青藏高原土壤湿度资料时间尺度较短,站点分布稀疏,导致土壤湿度资料欠缺,使用多种代替资料进行诊断分析研究是可行的。目前,大多数研究主要集中在青藏高原土壤湿度分布特征及其对我国东部降水的影响,对青藏高原本地降水的影响较少。本文拟用再分析数据进行综合分析,探讨青藏高原春季土壤湿度对高原区域夏季降水的影响,从前期土壤湿度特征中寻找后期影响高原降水的预测信息,分析青藏高原春季土壤湿度对降水分布的影响机理,不仅有利于改善和提高全球变暖条件下高原汛期降水的预测水平,而且对气候变化影响和对策评估服务具有重要参考意义。

1 材料与方法

1.1 研究区域

青藏高原地区指74.5°~105.5°E、24.5°~40.5°N,海拔高于2 500m的范围,西起帕米尔高原,东至横断山脉,北起昆仑祁连山北侧区域,南至喜马拉雅山南脉(图1)。

1.2 资料来源

土壤湿度资料来源于美国气候预测中心(Climate Prediction Center,CPC,http://www.esrl.noaa.gov/psd/data/gridded/data.cpcsoil.html),利用全球观测降水和气温驱动陆面过程模型而得到的,空间分辨率为0.5×0.5,垂直层为1层(0~160cm)。该资料既有较长的时间序列,又能较好地模拟土壤湿度的季节和年际变化特征。考虑到青藏高原的降水资料有完整记录的时间是从1981年开始,本文选取的土壤湿度时间长度为1981—2018年春季(3—5月)逐月再分析资料。土壤湿度的观测资料来自中国科学院那曲高寒气候环境观测研究站安多观测点。

本文所采用的降水资料来自国家气候中心,该数据是基于青藏高原地面气象台站131个气象站点的记录数据,资料长度为1981—2018年夏季(6—8月)逐月资料。环流数据和可降水量数据来自美国国家环境预测中心(NECP)再分析数据集,空间分辨率为2.5°×2.5°。

1.3 研究方法

奇异值分解(Singular Value Decomposition,SVD),用于分析两个气象要素场之间相互关系,能给出两个要素场中若干对时间上同步的空间型之间相互配对的典型空间分布和每个典型分布的权重系数序列。典型空间分布是指每一对典型空间分布之间有尽可能大的协方差,由于奇异值分解是以两个场之间的最大协方差为基础展开,计算简捷,物理解释清晰,在气象场的时空分布耦合信号诊断分析中具有普适性(丁裕国和江志红,1996;张万斌和谢明恩,2002)。

合成分析主要是将高原地区春季土壤湿度标准化后,按照标准差的正负一倍为临界值划分出土壤湿度的大/小值年。降水偏多/偏少年主要采用国家气候中心的划分标准:P≥50%为异常偏多,50%>P≥20%为偏多,20%>P≥-20%为正常。利用NECP资料合成青藏高原夏季500hPa高空位势高度场和可降水量场。

2 结果与分析

2.1 土壤资料的适用性

首先,对春季土壤湿度和同期降水的气候特征进行对比分析(图2)。1981—2018年青藏高原春季土壤湿度为0.119~0.171mm³·mm^-3,平均值为0.152mm³·mm^-3。总体呈现出增多的趋势,1989—1995年土壤湿度为减少期,之后逐年增多。降水量也呈现增多趋势,在1989—1995年之间降水量为偏少期,这与土壤湿度减少期一致。土壤湿度最大值出现在2006年为0.171mm³·mm^-3,最小值出现在1995年为0.119mm³·mm^-3。

由于土壤湿度观测资料时间较短,挑选了安多站2014年全年的土壤湿度观测记录,与同样年份的CPC土壤湿度再分析资料进行对比分析(图3)。

总体来看,土壤湿度观测资料与CPC资料变化基本一致。从各个月份来看,CPC土壤湿度值总体要高于观测资料的土壤湿度值,CPC土壤湿度值约是观测值的2倍。两种资料的土壤湿度均呈现出单峰型结构,最大值均出现在9月,且1—9月均表现为上升趋势,9月之后表现为下降趋势。这可能与高原雨季相关,因为5—9月为高原雨季,降水较多,导致土壤湿度值大,9月之后高原降水逐渐减少,导致土壤湿度值也偏小。有研究表明,土壤湿度与降水量的分布具有较好的对应关系,卓嘎等(2017)对比分析了CPC再分析资料和降水格点数据资料,指出青藏高原1—5月土壤湿度大值区在藏东南,6月以后,随着降水增加,高原土壤湿度逐渐增加,在9—10月达到最大值,11月以后逐渐减小,并且青藏高原土壤湿度呈自东南向西北递减的分布特征,与观测资料一致。石磊等(2016)指出CPC土壤湿度资料1980—2012年间高原土壤湿度呈显著增加趋势。刘丽伟等(2019)指出CPC土壤湿度资料最接近观测事实,土壤湿度空间分布更接近降水的空间分布格局,能较好的反映地表局部特征,表现出祁连山东部和昆仑山区土壤湿度的干燥区,高原中部和东南部为中等湿润区。CPC资料能够反映青藏高原中部有变湿趋势,并通过信度为0.01的显著性检验。

2.2 前期土壤湿度与夏季降水的相关关系

通过SVD方法对1981—2018年青藏高原春季土壤湿度和高原地区夏季降水进行统计分析,青藏高原春季土壤湿度的标准化距平为左场,高原夏季降水为右场。

从表1可以看出,前3个模态的贡献率达到了71.31%。前两个模态累积协方差百分比达到了60%以上,左右场展开序列的时间相关系数均为0.78,通过了90%的Mont-Carlo检验。因此,前两个模态为SVD分解后的主要模态,说明这两个模态所代表的两个场之间的联系显著,可以反映两个要素场相互作用的主要特征,因此本文主要对前两个模态的相关特征进行分析。

图2为高原春季土壤湿度和夏季降水的前两个模态的异类相关分布。高原春季土壤湿度场和夏季降水场SVD分解的第一模态协方差贡献率为33.68%,收敛速度较慢,但在这三个模态中占有较大比重,相关系数为0.78,达到0.001的信度检验。第一模态的左场(土壤湿度场)大部分表现为负值,负值中心大多位于西藏南部边缘地区和川西交界地区,说明第一模态所反映的青藏高原土壤湿度以偏低为主,主要表现为干旱区。土壤湿度较大的地区分布范围较小,主要在新疆南部,青海省西南部和西藏西部地区。这种土壤湿度的分布可能与海拔高度相关。西藏地区的海拔高度高于新疆、青海地区,且冻土层分布较广,春季气温回升,低海拔地区的冻土层融化更快,导致高原北部的土壤湿度大于高原南部的土壤湿度。第一模态的右场(降水场)呈现出东北少西南多的趋势。高原夏季降水量较少的地方主要在高原北部和高原东南部;高原夏季降水较多的地方主要位于西藏地区,降水大值中心位于高原西南部。由于第一模态的相关系数为0.78,说明高原大部分地区春季土壤湿度与该地区夏季降水存在负相关关系,即青藏高原北部春季土壤湿度较高时,对应地高原北部地区和东南部地区夏季降水偏少;当高原大部分地区春季土壤湿度异常偏低时,高原西南部夏季降水偏多。

高原春季土壤湿度与夏季降水场的第二模态与第一模态呈相反分布。第二模态中,左场呈现较为明显的南北相分布,即高原东南部和西南部主要表现为负值区域,且负值中心位于高原东南部。高原北部、中部地区土壤湿度较大,为正值分布区,大值中心主要位于高原东北部。值得注意的是,沿喜马拉雅山一带的土壤湿度也表现为正值,说明土壤水分含量的分布,除与海拔和冻土层相关外,还与高山冰雪融水有关(陈宇航等,2016;葛骏等,2016)。沿喜马拉雅山一带的海拔虽然较高,但春季气温回升导致高山冰雪融水量较大,进而造成该地区的土壤湿度也相对较大(范科科等,2018)。第二模态的降水场与第一模态的降水场相反,表现为“北高南低”。降水主要分布在高原北部、中部地区,高原南部降水较少。第二模态左右场的相关系数也为0.78,说明高原大部分地区春季土壤湿度较大时,高原北部、中部地区夏季降水偏多,南部夏季降水偏少。春季高原气温回升较快,当土壤湿度较大时,蒸散量也会增加,潜热通量会随之增加,进而使得对流层正涡度增强,高层负涡度增强,有利于垂直运动的上升和维持(白莉娜等,2010),导致大气中水汽增多,降水偏多。另外,高原东南部土壤湿度偏小,感热通量加强,有利于西部型的青藏高压形成,有利于高原夏季降水“北多南少”(宋善允等,2013)。

进一步分析时间系数,在第一模态和第二模态中,左场和右场的时间系数相关系数分别为0.74和0.75,均通过显著性检验。左场和右场的时间系数呈同位相变化。说明两个模态的左场和右场均有较好的对应关系,但第一模态的左场和右场的时间相关系数从2004年之后表现相对较差。

两个模态作为高原春季土壤湿度和夏季降水的主要模态,均反映出前期土壤湿度与夏季降水存在密切的相关关系。土壤湿度场表现出南北相的一致性,而降水场的一致性较差。从其空间分布特征看,两个模态的土壤湿度场均分布有正、负中心,表明在高原地区土壤湿度的强度、位置及变化范围的不同会对高原夏季降水的位置和范围产生不同程度的影响。当高原大部分地区春季土壤湿度较小时,高原东北部夏季降水偏少,西南部夏季降水较多;当高原大部分地区春季土壤湿度较大时,对应的高原大部分地区夏季降水也偏多。李登宣和王澄海(2016)用SVD方法对青藏高原地区10~40cm、40~100cm深度的土壤湿度进行诊断,得出第一模态的协方差平方和分别为23.9%、29.6%,大值区位于高原北部和中部,西南部为土壤湿度小值区,这一结论与本文研究结果一致。孙夏等(2019)也指出,青藏高原深层、中层土壤湿度的高值中心位于高原东北部。

2.3 前期土壤湿度与夏季降水的环流关系

环流异常是导致青藏高原降水异常的直接原因,利用NECP资料分析了高原春季土壤湿度大值年、小值年对应的500hPa高空位势场和可降水量场的变化,进一步探讨春季土壤湿度和夏季降水之间的物理机制。

根据高原地区春季土壤湿度标准差的正负一倍为临界值划分出土壤湿度的大/小值年。土壤湿度较大的年份分别为:1982、1989、1990、2004、2005、2006、2009、2013、2014、2017、2018年。大气环流可作为降水和地表湿度变化的中间介质,为进一步理解土壤湿度是如何影响降水的,我们利用NECP环流资料来合成500hPa高空位势高度场和可降水量场。

土壤湿度偏大的年份,其大值区主要位于高原南部地区,次大值区位于高原东北部。柴达木一带为土壤湿度低值区(图5a)。高原夏季降水偏多年份合成(图5b)与土壤湿度偏多年份的湿度分布基本一致。从环流来看,500hPa大尺度环流(图5c)背景的主要特征是:极地地区到白令海峡为负距平中心,欧洲大部分地区、中西伯利亚、乌拉尔山脉和贝加尔湖为正距平,我国东北地区和日本海上空为负距平,西西伯利亚为负距平中心;副热带高压位置偏西偏强;乌拉尔山附近的阻塞高压形式明显,高压两侧有明显斜压槽出现,青藏高原北部正位于槽的左后方,导致高原北部降水较少。青藏高原中、南部地区为正距平,正距平中心位于西藏南部和印度北部地区。高原南部和印度地区有槽存在,受印度洋孟加拉湾水汽影响,使得高原南部夏季降水偏多,与图5b显示一致,降水偏多的区域主要位于高原南部。有研究指出,青藏高原500hPa高度场与青藏高原的水汽凝结呈正相关性,当500hPa位势高度场异常升高,且强度明显,高原低值系统活跃,水汽凝结较强,有利于降水偏多(李栋梁等,2008)。春季高原土壤湿度持续异常,对应的感热、潜热异常也会持续到夏季,高原中西部地面感热偏强,其上空会出现异常的对流加热中心(张盈盈等,2015),高原南坡的强表面感热能够通过“感热气泵”将其南部海洋上的水汽输送到高原地区(吴国雄等,1997),导致高原南部降水偏多。另外,偏高的地表温度和偏低的潜热通量可以减小海陆温差,夏季风减弱,从而引起降水异常。

大气环流的变化会造成高原地区水汽分布变化。卓嘎等(2013)利用NECP再分析资料验证了可降水量的再分析资料在青藏高原的适用性,指出大气可降水量与地面降水量的空间分布具有一致性,且呈正相关性(秦鑫等,2020)。土壤湿度偏大时,风速会加快水汽的蒸发和蒸腾作用,对大气中的水汽通量、水汽辐合及可降水量产生正贡献(李润春等,2017)。从可降水量诊断场(图5d)也可以看出,高原南部高层大气中的可降水量较高原北部偏多,会导致较多的地面降水。所以,在土壤湿度偏大的年份,土壤湿度和夏季降水的大值区均位于高原南部地区。因为土壤湿度偏大,土壤吸力减小,蒸发量可能会增大,导致感热通量减小,潜热通量增加。潜热通量是影响高原夏季降水的主要因子之一,潜热通量异常会改变大气环流,引起垂直上升运动增强,有利于地表向大气输送水汽,使得高层大气中的可降水量较多。另外,对应的高原上空500hPa环流场为“-+-”配置,且印度附近有槽存在时,会导致地面降水偏多。

相反地,当高原春季土壤湿度偏小时,500hPa大尺度环流背景场(图略)的主要特征表现为极地地区、欧洲大部分地区为正距平,乌拉尔山脉和贝加尔湖为负距平,我国大部地区上空为负距平,距平零线位于高原南部,且有较深的南支槽存在。500hPa环流在该地区高度下降,高原地区有槽存在,经向环流加大,有利于冷空气南下,高原大部地区降水偏多(周晋红等,2012)。因为当高原上500hPa有负位势高度时,高原北部有偏西风和西南风异常,结合气候态环流场,高原中部低槽减弱,高原西南侧有正位势高度,会产生反气旋,这种明显的反气旋会影响高原南部地区风场的辐散,不利于高原南部降水的产生。某些年份,西太平洋副高北跳时,高原北部降水通常是增加的(戴加洗,1990;胡梦玲和游庆龙,2019)。王传辉等(2015)指出,高原地区500hPa环流场在波罗的海上空的高度距平为显著正距平,而乌拉尔山至贝加尔湖上空的高度场为负距平时,正异常年高原北麓处在低压槽前,有利于降水的发生。

3 结论

土壤湿度作为陆面过程的重要因子,对局地大气环流和天气气候有重要影响,以往大部分研究关注的是高原土壤湿度对内陆地区降水的影响,而本文将研究重点集中在高原春季土壤湿度对高原夏季降水的影响,通过分析得出以下结论:

1)通过SVD方法对青藏高原春季土壤湿度和高原夏季降水进行统计分析,得出前两个模态累积协方差百分比达到了60%以上,左右场展开序列的时间相关系数均为0.78,说明前两个模态可以反映两个要素场相互作用的主要特征。

2)青藏高原夏季降水与前期春季土壤湿度呈显著相关。第一模态显示高原大部分地区春季土壤湿度异常偏低时,则该地区夏季降水偏多。第二模态显示高原大部分地区春季土壤湿度较大时,高原北部、中部地区夏季降水偏多,南部夏季降水偏少。

3)通过环流和可降水量场分析得出,青藏高原土壤湿度偏大的年份,青藏高原北部为负距平控制,中、南部地区为正距平,且对应的高层可降水量较多,这种高空配置有利于高原西南部降水偏多。土壤湿度偏小的年份,青藏高原大部分为负距平控制,且有较深的南支槽存在,有利于高原南部地区降水。

致谢:中国科学院那曲高寒气候环境观测研究站提供了土壤湿度观测资料及NOAA提供土壤湿度、环流和水汽资料的在线下载服务,谨致谢意。

参考文献